1．当电子束轰击样品时，因为受到原子核库仑场的作用发生韧致辐射而形成的具有连续能量化的X射线称为连续X射线。

2．由于电子轰击样品，使样品中被打击的微小区域内所含元素的原子激发而产生的能表征元素的X射线，称为元素的特征X射线

3．峰/背比为（P/B）式中Ic为特征X射线强度，iB为电子束电流强度，Eo为入射电子能量，Ec为元素激发的临界能量，n为原子核内层系数。韧致辐射产生的连续X射线强度Icm为

4．背散射电子亦称为反射电子，广义理解为电子入射到样品表面，

从表面散失出来的、与入射电子方向相反，能量范围从0eV到入

射一次电子的能量的这部分电子。

5．二次电子是指束电子非弹性散射过程中散射出的样品电子，其能量<50eV

6．死时间是指在一个脉冲到达计数器后，有一段时间间隔。在此间隔内，计数系统不再接收记录，直到新的脉冲到来。由于死时间的存在，使一部分X射线脉冲漏记，造成计数损失，而且计数率越高，死时间造成的计数损失的相对比例也越高。因此要对X射线强度进行死时间修正。n’为实测计数率，n为经死时间修正的计数率， τ为死时间。

7．在尽量保证外因（外因：电子入射角、X射线的出射角以及电子加速电压等）影响最弱的情况下，就必须进行内因（内因：①试样和标样对入射电子的原子序数效应；②试样和标样对X射线的吸收效应；③试样和标样对X射线的荧光效应）

的修正，即ZAF较正。

8．定性分析是指确定未知样品所含有的在检测极限范围内的所有元素。

9．对某一区域内进行电子束扫描，可获得该区域元素的变化情况，即为面扫描。面分析技术就是分析样品表面元素分布及组合特征。

10．如果使电子束沿某条线扫描，则激发的X射线代表所扫描线域的元素变化情况，这就是线扫描技术。

11．相分析技术是以电子探针定量分析结果和元素数值化面扫描结果为基础，以计算机分析软件为手段，对样品区域物相分布进行详细分析的技术。主要用于非均一样品分析。

12．流体包裹体指矿物生长过程中，因晶体发生缺陷而捕获的至今尚在矿物中存在并处于封闭系统的成矿介质，是成岩成矿流体或熔体的样品。  流体包裹体是指矿物晶体中捕获的显微级液态/气态的封闭流体体系。

13．均匀捕获是指包裹体形成时，被捕获在包裹体中的物质为均匀相。包裹体中的蒸气泡归因于冷却过程中流体的热收缩。此外冷却过程中，还可能因过饱和作用在包裹体中形成子矿物（或称子晶），常见有石盐或钾岩子晶。

14．使非均匀状态变成均匀状态的温度代表结晶时的最低温度，该温度称为均一温度。

15.液体＋气体的非均匀体系可以是流体沸腾的结果，当压力释放或温度升高时均匀的流体会分离出稠密的液相和稀薄的气相两种液体。以不同的比例同时捕获气体和液体的非均匀相包裹体，此类称为沸腾包裹体

16.流体包裹体被捕获后所发生的形状变化称为颈缩

17.原生包裹体是在矿物结晶过程中形成的，它所捕获的流体是形成该矿物的介质，能真实地矿物形成时体系的物理化学条件。

18.次生包裹体是在矿物形成后，因外力因素（如构造）使晶体产生裂隙，由晚期溶液灌入裂隙后通过主矿物的溶解和再结晶而愈合而成。因此次生包裹体只反映主矿物形成后晚期热液的物理化学性质、不能说明主矿物的形成条件。

19.假次生包裹体是在矿物结晶过程中先结晶的部分因应力作用发生破裂，在继续结晶过程中裂隙愈合捕获成矿介质。

20.充填度是指液体相的体积（VL）与包裹体总体积

（VTOT）的百分比。

21.如果气液包裹体是在某种温度和压力条件下从均一流体中捕获的，当温、压下降时，由于流体和主矿物的收缩系数不同，包裹体中的流体才分离出液体和气体，加热包裹体可使它们恢复到原来的均一状态，此时所对应的温度称为均一温度。

22.流体包裹体在到达均一温度以后，若继续升温，包裹体内压会继续升高，当超过包裹体腔壁的强度极限时，便发生爆裂，爆裂作用一方面产生噼啪的响声，另一方面会释放流体引起系统压力增加，根据两者与温度的对应关系分别发展成热声爆裂法和真空热压爆裂法。

23.淬火法是测定熔融包裹体的一种基本方法。淬火法测温是把样品放在石英管中加温，在到达预置温度和恒温时间后，样品管瞬时落入水中，通过快速冷却把样品中的包裹体在高温下的变化固定下来，然后在显微镜下通过仔细观察和对比，确定其均一温度。

24.冰点温度(Tm)：流体包裹体在冷台上降温时，液相开始结冰的温度或将包裹体迅速冷冻回温时，固相中最后一个冰晶消失的温度，称为冰点温度。

25.始熔温度：当流体包裹体完全冷冻后回温过程中首次出现液相时的瞬时温度称为始熔温度。

26.岩浆熔融包裹体：这类包裹体是捕获硅酸盐熔浆形成的。熔融包裹体产生于火成作用，所捕获的介质为岩浆熔体。

27.同位素：指原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子。

28.质荷比：是指每某带电粒子（原子和分子）的重量与其电荷的比值。

29.质量色散

质谱仪使质量为M和M＋ΔM的两离子束分离并聚焦成中心距为ΔX的两个缝，则质量色散(D)定义=====为其物理意义为单位质量差所分开的距离。

30.H3校正，在离子源形成H2+和HD+的同时，还由于H2++H→H3+，形成副产品H3+，而质谱计难以分辨HD+ 和H3+，因此必须对H3+进行校正。通常采用双进样比较法进行校正，即在进气压力相同的情况下，交替引入待测样品和标准样品，用标准样品的测定值和真值对待测样品进行校正，求得待测样品的同位素值

31.稳定同位素分馏是指在一系统内某元素的同位素以不同的比例分配到两种物相中的现象。最重要的一些成分发生变化的稳定同位素包括H、C、N、O、S等。

32.不同分子或物相间同位素到达平衡后存在的分馏称为同位素平衡分馏。

33.偏离平衡的分馏称为同位素动力分馏，它是由不同同位素的反应速率差异引起的。

34.同位素分馏程度用分馏系数(α)表示，是指一体系经过同位素分馏过程后，在一种化合物（或一种状态）中两种同位素浓度比值与另一种化合物（或另一状态）相应同位素浓度比值之间的商，

35.光合作用是地球上新的有机碳合成的唯一途径，它几乎是所有生命有机质的基本源泉。光合作用有两种类型，即细菌和绿色植物，由以下总反应式表示：

                  2H2A+CO2－→2A+(CH2O)+H2O

36.光合自养微生物是水下环境中最重要的光合作用的成员，而陆地上则以高等植物为主。

37.绝对灵敏度是指仪器可检测的最小样品量。相对灵敏度是指仪器可同时检测的大组分与小组分含量之比。

38.精密度表示仪器所进行的重复测量的符合程度。以标准偏差S表示：

39.准确度表示测量结果与真实值的符合程度

为表征背散射电子产生的强度，需引入背散射系数η（backscattered coefficient）：

 

式中，nBSE为背散射电子数，nB为入射电子数，iB为入射电流，iBSE为背散射电流。

1、背散射系数与原子序数之间的关系

研究表明，电子的背散射作用随原子序数增加而增强。统计结果显示背散射系数与原子序数（Z）之间存在良好的相关关系：

如果试样是多元素体系，则总背散射系数η_T可用下式表示：

式中，C_i为元素含量，η_i为元素的背散射系数。

因此，检测背散射系数能够提供有关试样平均原子序数等信息，亦即背散射电子成分成像的原理。

2、背散射系数与样品微形貌之间的关系

Arnal等(1969)给出了背散射系数与样品倾斜角(θ)及原子序数(Z)之间的关系式：

式中ρ=9/Z^1/2，θ为电子束与样品表面的夹角。

因此，除了成分信息外，背散射电子还能提供有关样品表面形貌的信息，亦即背散射电子形貌像形成原理。

3、背散射系数与电子束能量之间的关系

当束能<5keV时，背散射系数与电子束能量之间的关系复杂；当束能降至1KeV时，轻元素的背散射系数是增加的，而重元素的背散射系数是降低的；对于束能介于4～40KeV时，下列关系式可以反映背散射系数的变化情况。

其中

 

 

样品制备步骤

（1）将所需研究的样品切割，磨制成光片或光薄片，如果是薄片，上面不可有盖玻璃，所有粘合剂不能用加拿大树胶，只能用环氧树脂或502胶；

（2）在光学显微镜下仔细寻找所要观察的区域，用墨水笔圈出，并画出各物相的关系；

（3）将样品涂上一层碳膜。

（4）用于形态分析的碳末样品的特殊制样方法：在玻璃载玻片上用双面胶带粘上粘土或其它粉末，压紧，然后喷碳或喷金。

能谱分析过程中必须注意的事项

（1）仅仅是具有特征性的峰才可以用来鉴别元素；

（2）要经常校正EDS谱仪；

（3）用来鉴定4Be~92U的X射线能量值范围为0.1~14KeV，但对重元素，电子束的能量最好在20~30KeV。

（4）在进行EDS定性分析时，要养成“查书”的习惯。当一个元素鉴定出来以后，应该将可能线系的X射线峰都标定出来，特别是对于那些强度相对弱的峰，以防有其它微量元素的存在；

（5）要避免其它元素的干扰，特别是过渡金属之间的干扰尤为明显，要倍加注意。

与EDS相比，WDS具有一下优点：

①WDS具有高的分辨率；

②高的峰/背比使WDS的检测限大大优于EDS(WDS 100ppm±，EDS 1000ppm ±)；

③WDS能够分析Z≥4的元素，虽然新型的EDS也能分析Z＝4的元素，但检测限要大大降低。

 

但WDS也有其缺点：

①用时多，速度慢；

②WDS需用较大的电流。

简述电子探针测年的基本原理

天然形成的锆石、斜锆石、独居石等矿物中一般都含有一定量的天然放射性元素232Th、235U、238U，它们经过一系列的α、β衰变后最终形成 Pb 的稳定同位素：

232Th →6α + 4β- +208Pb

235 U →7α + 4β- +207Pb

238 U →8α + 6β- +206Pb

在地质历史中，当上述放射系列建立起长期平衡时，可把钍、铀同位素的衰变看作直接转化为相应的铅同位素三个独立的方程用来计算放射性成因的铅：

N (208Pb) =N (232Th) ×(eλ232t-1)

N (207Pb) =N (235U) ×(eλ235t-1) 

N (206Pb) =N (238U) ×(eλ238t-1) 

式中N (232Th) 、N (235U) 、N (238U) 为仍存的232Th、235U、238U 原子数，λ232、λ235、λ238为232Th、235U、238U的衰变常数。若普通铅含量忽略不计，同时假定矿物中体系为封闭体系，没有 Pb 等元素的损失或增加，并考虑到正常铀现今比值N (235U) /N (238U) =1/138，则矿物中铅原子数为：N (Pb) = N ( Th) [exp (λ232t) - 1 ] + N (U) [exp (λ235t) - 1 ]/ 139  + N (U) [exp (λ238t) - 1 ] ×138/ 139 　                    (1)

将(1)式中 Pb、Th、U 的原子数换算成对应的氧化物 PbO、ThO2 、UO2 的质量分数，有 :

 

 

(2)式中M(PbO)、M(ThO2)、M(UO2)分别为氧化物PbO、ThO2、UO2的分子质量。每一单点的电子探针分析得到了一组氧化物含量数据，代入(2)式 ，就得到了一个化学年龄。这个年龄只是视年龄，对同成因的矿物微区采取多点分析，并利用等时线法可获得矿物微区的形成年龄。

具体做法：先将钍衰变效果虚拟折算成铀衰变效果(成铅量相等)，构建虚拟的UO2含量（W(UO2)*），即：

 

这样，理论上所有的分析数据将落在直线 w (PbO)＝K× W(UO2)*上。然后通过实测多点分析数据，采用最小二乘回归法计算出该直线的斜率 k。最后通过下列公式计算出矿物形成的最终年龄 T。

流体包裹体特点

1、流体包裹体在矿物中的分布非常普遍，几乎所有的矿物中均含有包裹体，而且数量非常多。如乳白色石英中包裹体数量可达109个/cm3。

2、包裹体通常都很小，多数小于0.1mm，很少大于1mm，一般介于2～20μm；其总体体积很少大于已知晶体体积的0.1％。

3、通常用于研究包裹体的矿物为数不多，大约10种左右。如石英、萤石、石盐、方解石、磷灰石、白云母、闪锌矿、重晶石、黄玉、锡石、锆石等。

4、包裹体的形态多种多样，在矿物中的分布倾向于呈束状和面状，或曲面状。曲面状通常是受结晶习性控制（如生长面或解理方向）。

几种非均匀流体相

1、液体＋固体在许多矿物结晶历史上的某些时期，其生长介质中存在着呈悬浮状态的固体颗粒，它们可能被圈闭在当时形成的流体包裹体中，形成液体＋固体流体相。不混溶包裹体2、液体＋液体圈闭两种不混溶的流体并不是罕见的。如沉积岩经常见到油/水不混溶，火山岩中如硅酸盐/硅酸盐不混溶、硅酸盐/硫化物不混溶、热液/岩浆熔体不混溶等。3、液体＋气体液体＋气体的不混溶与均匀捕获冷却后出现的气液两相包裹体很难区分，但是气/液不混溶却是经常出现的。4、沸腾包裹体

捕获后的变化：今天在室温下见到的包裹体与其捕获时相比，其形态、物理化学性质均发生了很大的改变。

1、收缩：流体包裹体唯一最显著的特征是出现“蒸气相”，即气泡。大多数矿物的热膨胀系数比水低一至三个数量级，当从捕获温度冷却到室温时，包裹体腔壁的收缩小于所包含的流体。

2、不混溶是指冷却收缩过程中，均一相流体转为气/液两相，或固/气/液3相的过程。

3、再结晶作用

大多数固体物质都有随着温度升高溶解度增大的性质，较高温度条件下捕获的包裹体在天然冷却过程中，由于捕获时的流体相对于主矿物是饱和的，必定会出现主矿物的再结晶作用。这种结晶作用通常出现在矿物的腔壁上，形成一种衬膜(coating)，而不是成为分离的晶体。

4、子矿物(子晶)

包裹体中捕获的原生均匀流体，冷却过程中除了可以导致主矿物的再结晶外，形成新的矿物(子矿物或子晶)是一种常见现象。迄今为止最常见的子矿物是NaCl晶体，碳酸盐和硫化物等子矿物也发现过。

5、亚稳定性

室温下，流体包裹体不能形成新核而呈稳定相存在,这种现象称为亚稳定性。

6、颈缩（卡脖子）

流体包裹体被捕获后所发生的形状变化称为颈缩

 7、体积变化

大多数样品中的包裹体体积在捕获后是可以保持恒定的，但也存在一些体积变化的情况。

8、渗漏

所有包裹体在它们的整个历史中始终密封不泄漏是不可能的，重要的是认识并避免那些有渗漏的包裹体。

成因类型包裹体的判别标志：

原生成因的标志：①包裹体平行于生长带或晶面；②包裹体在三维空间中随机分布；③包裹体是孤立存在的，相邻包裹体间的距离大于5倍包裹体直径(Shepherd,1985);④形态简单，个体相对较大。

次生成因的标志：①包裹体呈面群状沿愈合裂隙的轮廓发育，具有明显定向排列，直抵矿物边缘；②呈薄的、扁平的及不规则的形态。

假次生包裹体与次生包裹体呈相似的产状，但其裂隙终止在生长带上。

流体包裹体的成分和状态类型及其特点

1、纯液相包裹体：全部为液相充填，通常是水溶液。冷却时有可能出现气泡。

2、纯气相包裹体：完全为低密度蒸气相（通常是CO₂、CH₄、H₂O、N₂的混合物）所充填，没有可见的液相。冷却时在包裹体边部可能会见到少许液相。

3、富液相包裹体：由液、气两相组成，液相体积占50％以上，即充填度F>50%。加热时气泡消失，均一到液相（V→L）。

4、富气相包裹体：由气、液两相组成，气相体积占50％以上，但薄的液相环边仍可见。加热时液相消失，均一到气相（ L→V）。

5、含子矿物多相包裹体：包裹体中除液相和气相外，还发育一个或多个固态结晶相——子矿物。加热时子矿物溶解消失，均一到液相或气相。

在较高温度下，固体结晶相不溶解的包裹体，可能是不均匀捕获形成的。

6、含液体CO₂多相包裹体：由盐水溶液、液体CO₂和气体CO₂组成。加热时后两种在其临界温度31.1℃前均一化，继续加热整个包裹体，在每个温度下最终到达完全均一。

7、含有机质多相包裹体：由盐水溶液、液烃（石油）和气烃（天然气）组成，是不均匀捕获了石油、天然气和盐水的混合相形成的。若只捕获了前两者则可形成不含水相的两相烃类包裹体。

8、岩浆熔融包裹体：这类包裹体是捕获硅酸盐熔浆形成的。根据被捕获熔融体的结晶程度和含水情况，可进一步划分为：①玻璃质熔融包裹体：由硅酸盐玻璃和气泡组成，气泡常常不止一个；②结晶质熔融包裹体：由晶质矿物和一个气泡组成；③流体熔融包裹体：由结晶质矿物、水溶液和气泡组成。

按状态和成分分类方案的地质意义在于不同类型包裹体的生成条件不同，其成岩成矿作用和形成环境也不同。

（1）熔融包裹体产生于火成作用，所捕获的介质为岩浆熔体。

（2）纯气相与富气相包裹体与火山喷气、岩浆气成热液作用和热液沸腾等元素有关。

（3）富液相包裹体与各种热液作用有关，常见于热液矿床的矿物中。

（4）多相包裹体是流体成分和盐度特征的缩影。据此可大体确定流体化学成分及其某些性质。

（5）烃类包裹体与油气藏的形成及其发育历史关系密切。

包裹体中相的识别有时并非一件容易的事情。常见的相组合主要有：

1、水溶液＋气泡

这是最常见的包裹体类型。包裹体中的液相部分在镜下通常无色透明，或微带紫色。气相一般存在于液相之中，由于比重和表面张力的关系，常呈球形或椭球形悬浮于液体的边部。

2、液体CO2和液体碳酸化合物

在H2O－CO2体系的包裹体中，CO2在临界温度下可分别呈液相和气相存在，呈现出一种“气泡”中有气泡的特征，即液体CO2呈“新月形”在气相和盐水溶液之间绕气泡分布。由于三者的折射率差别较大(H2O:1.33;液体CO2:1.18;气体CO2:1.0)，它们之间的相界粗黑。

含烃包裹体常见于油田地质环境中，液体烃镜下常呈淡褐色或稻草黄色，与液体CO2一样绕气泡分布。

液、气包裹体的均一化作用

升温过程中，不同类型包裹体的均一化作用不同。对于L＋V的两相包裹体而言，加热过程液－气的均一作用表现为：①液体包裹体通过气相消失到达均一(L+V→L)；②气体包裹体通过液体消失到达均一(L+V→V)；③通过液体气体间的弯液面消失到达均一。

含子矿物多相包裹体的均一化作用

在含有子矿物的多相包裹体中，常见子矿物往往是石盐(NaCl)或钾盐(KCl)。对于一个只含有石盐、液体和气体的NaCl的饱和溶液包裹体，加热过程中，熔化的最初标志是石盐立方体棱角的稍微变园，随着熔化进行，石盐失去了立方体形态，逐渐变小，同时气泡也逐渐变小。进一步加热，气泡首先消失，然后石盐完全溶解而到达均一(S+L+V→S+L→L)。另一过程为石盐在气泡之前消失，最终通过气泡消失到达均一(S+L+V→S+V→L)。这主要取决于流体密度。

含液体CO2多相包裹体的均一化作用

均匀捕获的含液体CO2的多相包裹体，当温度高于CO2的临界温度31.1℃时，一般为两相，与常见的两相水溶液包裹体相似。加热H2O－ CO2包裹体可以获得混溶时的均一化温度。其均一化方式完全类似于正常的两相水溶液包裹体。①通过CO2溶解于H2O相而均一；②通过H2O溶解于CO2而均一；③通过两相间弯液面消失而均一。

通过哪种方式取决于CO2的含量，高CO2/H2O的包裹体，通过水相的消失而均一，低CO2/H2O的包裹体，通过CO2相的消失而均一，而具有临界组成的包裹体则通过弯液面的消失而均一。

熔融包裹体的均一化作用

熔融包裹体的均一化作用由于含难熔固相物质，比流体包裹体困难得多。主要原因（1）均一温度高，600～1400℃；（2）所需时间长，24小时或几天；（3）对于结晶质熔融包裹体，其难熔程度更加明显；（4）流体熔融包裹体因其流体膨胀，往往在均一之前就会爆裂（600℃以下）。因此，玻璃质熔融包裹体最适合测温。

在高温下，玻璃质逐渐熔融而膨胀，气相逐渐消失，当气相完全消失时的温度即为熔融相和气相均一的温度，它代表了成岩温度。

熔融包裹体的均一化温度利用高温热台测温和淬火法测温。

研究目的及意义

Ø       矿物包裹体是迄今保留下来的最完整和最直接的原始成矿流体（或熔体），对其进行详细研究可获得有关成岩成矿作用的可靠信息。借助某些物理－化学方法，可测出成矿流体的温度、压力、密度、成分（包括盐度和稳定同位素），以及pH、Eh、粘度和成岩成矿年龄等参数。

Ø       在油气勘探与开发成藏成矿研究中流体包裹体也正发挥越来越重要的作用。主要表现在如下几个方面

（1）油气充注史与成藏史研究

（2）盆地热演化史恢复

（3）古流体性质与成分的研究

（4）流体包裹体P-V-T模拟研究

除了温度以外，其它因素对海水的δ18O也有影响，重要有：

（1）冰川，由于冰川富集16O，陆上冰川量大的时候，海水δ18O大，反之则小；

（2）被有机质分隔的碳酸盐与海水不处于同位素平衡，这样碳酸盐的δ18O就不是温度的函数；

（3）碳酸盐的矿物成分对氧同位素分馏也有影响(Horibe & Oba,1972):

文石：     t(℃)=13.85-4.54(δc-δw)+0.04(δc-δw)2

方解石： t(℃)=17.04-4.34(δc-δw)+0.16(δc-δw)2

因此，碳酸钙的δ18O不仅取决于环境温度，而且受海水的同位素组成、贝壳的矿物成分以及可能的生物代谢效应的影响。

应用成岩矿物的δ18O值计算平衡温度的前提条件为①交换反应需到达平衡；②平衡建立后，同位素组成没有发生变化；③分馏系数与温度的关系已从实验获得。

沉积岩中的氧、氢同位素：沉积岩的δD和δ¹⁸O取决于碎屑沉积物的δD和δ¹⁸O ，就内部不存在同位素平衡这个意义上讲，沉积岩的同位素组成是不均一的，但某些条件可使同位素再平衡。页岩和深海沉积物的δ¹⁸O值变化于5~25‰之间，δD值为-30~-100‰。碎屑石英和长石不与海水平衡，大部分粘土矿物也呈碎屑状，不与海水平衡。硅酸盐矿物化学风化形成的粘土矿物的δD和δ¹⁸O值受控于以下因素：①粘土矿物形成过程中形成的水；②粘土-水体系的同位素分馏系数及趋于平衡的程度；③环境温度。而源岩的同位素组成不是控制因素。形成与表生环境的粘土矿物同位素组成主要受控于雨水同位素组成(δD=8δ¹⁸O+10)，所以不同粘土矿物的同位素组成应有相似的方程： 蒙脱石：δD=7.3δ¹⁸O-260

高岭石：δD=7.5δ¹⁸O-220海绿石：δD=7.3δ¹⁸O-260海相石灰岩的δ¹⁸O从现今的+28~+30‰降低到寒武纪的+20 ‰。燧石的δ¹⁸O也从现今的32 ‰降到3.4G时的20 ‰。这些变化可能反应前寒武纪地球表面温度高于现在。淡水石灰岩的δ¹⁸O低于海相灰岩，火城碳酸盐的δ¹⁸O变化较小(+6.6~7.6 ‰)。

（一）无机碳的同位素组成特征

1、海相和非海相碳酸盐

（1）从水溶液中沉淀的CaCO₃的碳酸盐中的δ¹³C主要受以下因素控制:①与溶液中碳酸盐和重碳酸盐平衡的CO₂气体的δ¹³C；②与CO₂溶液中碳酸盐和重碳酸盐及固相CaCO₃之间的碳同位素分馏系数；③同位素平衡时的温度；④气体pH值和对碳酸盐、重碳酸盐离子浓度有影响的其它化学性质。2）各种碳酸盐的δ¹³C同位素组成特征①寒武纪到二叠纪的海相碳酸盐的δ¹³C 值稳定地接近于0(+0.56±1.55‰，321个样品)②淡水碳酸盐较海相碳酸盐富集¹²C，并且变化较大(-4.94±2.78‰，183个样品)；其原因归于淡水的δ¹⁸O低于海水的δ¹⁸O，以及淡水环境存在大量从土壤植物碎屑演化及植物呼吸产生的富¹²C的CO₂的缘故。③现代海相和非海相软体动物壳的δ¹³C与相应的碳酸盐岩石相似，即海相软体动物壳为+4.2 ‰~-1.7 ‰, 淡水软体动物壳为-0.6‰~-15.2‰；④碳酸盐的δ¹³C 、δ¹⁸O可作为侏罗纪以来的环境指示，即Z＝2.048(δ¹³C+50)+0.498(δ¹⁸O+50)，其中Z>120为海相，Z<120为非海相。⑤一些碳酸钙很富集¹²C，δ¹³C值为-23~-60 ‰，这些碳酸盐可能是：A.  由细菌活动释放的CO₂；   B.  或从比沉积岩中总的有机质强烈富集¹²C的甲烷氧化后产生的CO₂所形成的。⑥接近沉积物表面富CO₂的气体或次生方解石可成为探测油气或天然气藏的一个辅助标志。2、火成碳酸盐和金刚石：火成碳酸盐的δ¹³C变化范围：-2.0‰~-8.0‰。22个碳酸盐的平均δ¹³C=-5.1±1.4 ‰，13个金伯利岩中碳酸盐的平均δ¹³C=-4.7±1.2 ‰。金刚石的δ¹³C=-2.0 ‰ ~-10 ‰，但kovaltskiy & Cherskiy(1973)分析了不同颜色的金刚石后发现， δ¹³C=-5 ‰ ~-32 ‰。碳酸盐和金刚石的δ¹³C重叠且变化不大，说明碳同位素在高达1000℃温度下仍有分馏，金刚石的δ¹³C不能指示地幔碳。3、火成岩和火山气体中的碳（1）火成岩、碳质球粒陨石、普通球粒陨石的δ¹³C值为：火成岩全岩：-13 ‰ ~-37 ‰；碳质球粒陨石： 5 .6‰ ~-18.3 ‰；普通球粒陨石： 24 ‰ ~-30 ‰。（2）火成岩中含有不同的碳化合物：①碳酸盐矿物和气/液包裹体CO₂；②以石墨和金刚石存在的元素碳；③有机分子和碳化物的混合物。（3）氧化态（碳酸盐、CO₂）的δ¹³C的变化于+2.9‰~-18‰，火成岩中氧化态碳的δ¹³C变化很大，明显超出了火城碳酸盐岩的范围。（4）还原态碳（石墨、金刚石和有机化合物）的δ¹³C值比氧化态的均一得多，且强烈地富集¹²C(δ¹³C= -20‰ ~-28‰)，与生物源碳的δ¹³C重叠，所以还原态的碳可能是次生来源的。（5）火山气体的CH₄比CO₂富集¹²C。采于地热区的CO₂的δ¹³C为-2‰ ~-6‰，采于熔岩流区的CO₂的δ¹³C为-14‰ ~-28‰，大多数地热区CH₄的δ¹³C为-20‰ ~-30‰，表明CO₂－CH₄之间即使在高于600℃时仍存在同位素分馏。（6）沉积碳酸盐的碳占地壳总量的73%，剩余的27%以化石燃料和沉积岩中分散有机质的不定形碳存在。大气圈、水圈和生物圈的碳占地壳总碳小于0.2%，碳酸盐的δ¹³C接近于0 ‰ ，而生物圈的δ¹³C=-25‰。这样地壳碳的平均 δ¹³C估计为-7‰(Baker,1973)。如果现在地壳中所有的碳来自上地幔，则地幔中的碳应具有近似的组成。 4、热液矿床中的碳热液中的碳主要来自于海相碳酸盐(δ¹³C ≈0‰)、深源的或平均地壳源(δ¹³C ≈-7‰)和生物源的有机化合物(δ¹³C ≈-25‰)，气液包裹体中CO2的δ¹³C变化范围为-4‰~-12‰)。

（一）有机碳的同位素组成特征

、现代生物圈和沉积岩中的碳

（1）生物在光合作用下生长，固碳作用把CO₂转变为碳水化合物的速率大于呼吸的速率，因此地球上整个碳循环是根据光合作用的速率大于呼吸速率所保持的正平衡进行的。2）光合作用(6CO₂+6H₂O→C₆H₁₂O₆+6O₂)使进入植物组织的C相对于CO₂富集¹²C。（3）大多数陆地上的δ¹³C变化于-24‰~-34‰之间，而水生植物、沙漠植物和盐沼植物以及热带草类变化于-6‰~-19‰。藻类和地衣植物的δ¹³C为-12‰~-23‰。一般来说，在同一环境中，不同植物会具有不同的δ¹³C值，动物也是如此。4）现代沉积物中有机质的δ¹³C变化于-10‰~ -30‰，大多集中于-20‰~-27‰。由于碳水化合物蛋白质的优先分解，剩余有机质富集于类脂物、木质素、纤维素中，这样，有机质进一步富集12C，一致三叠纪仪器的沉积岩中有机质的δ¹³C平均为-28‰。、化石燃料1）化石燃料是由于岩石圈深埋作用而暂时从碳循环中脱离出来的有机质。地球上的天然化石燃料包括：煤、石油和天然气，以及沉积岩中的高度分散有机质。2）陆地上煤的δ¹³C ＝-25‰)，稳定的δ¹³C 值表明，在成煤过程中没有明显的同位素分馏。成煤植物的同位素组成与现代植物类似。3）石油的δ¹³C变化于-18‰~-34‰)，平均-28‰。一般石油的δ¹³C值比现代水生植物低10‰，¹²C的富集可能与石油从有机质转变过程中同位素分馏或选择性富集¹²C的有机质有关。4）天然气与其相关的石油更富集¹²C，具有更低的δ¹³C值。

1、陨石和月岩

陨石中，硫主要呈陨硫铁形式。各类陨石的δ³⁴S值变化范围一般不超过1 ‰，且均值接近0 ，如我国的一些铁陨石为δ³⁴S=-0.07~0.93‰。

2、水圈1）海水中硫主要呈硫酸盐形式，具有以下特点。

①海水硫酸盐比其它硫源更富³⁴S。硫的来源包括：a，河流带入；b，海底热液及地幔去气。

海水硫酸盐中³⁴S的富集主要是由细菌对海水硫酸盐的还原作用引起的。

②海水硫酸盐的δ³⁴S 值很稳定，为20.0±0.8‰。其原因是硫酸盐在海水中的存在时间很长，通过海水的运动而混合均一。

③在内海和海湾中，SO₄^2-的δ³⁴S明显不同。在几乎没有河流注入的红海， δ³⁴S=20.3‰，与广海相同，在靠近大陆的海湾，δ³⁴S偏低，如南海北部湾δ³⁴S=16~18.6‰，完全与大洋隔绝的黑海，硫酸盐的δ³⁴S<10‰，表明大陆河流中硫酸盐的δ³⁴S值低于海水的δ³⁴S值。

④海水硫酸盐的δ³⁴S值在地质历史上是不断变化的。古海水硫酸盐的δ³⁴S可根据相应地质时期内蒸发岩的δ³⁴S值推测，这是因为a，实验室中溶解硫酸盐在同位素处于平衡条件下结晶出硫酸盐，后者的δ³⁴S仅比前者高1.6‰；b，现代海相蒸发岩的δ³⁴S值与现代海水硫酸盐的δ³⁴S值相近。在显生宙以来的地质历史时期，海水硫酸盐、有机碳的同位素组成变化与海平面的升降有明显关系。即在海平面升高时，硫酸盐的δ³⁴S值升高，有机碳的δ¹³C值降低。2）大气降水，雨雪中硫酸盐的δ³⁴S=3.2~15.6‰大陆地表水的δ³⁴S为-10~27‰，池塘和水库水的δ³⁴S为2.4~13.2‰，湖泊水的δ³⁴S为-5.5~27‰。

受细菌还原作用影响和工业污染水的硫酸盐含量随离源距离增加之间降低，其δ³⁴S值升高。地下水的δ³⁴S变化很大，硫酸盐：-5~41‰，H₂S：-32~-21‰，层间水：20~25‰，与海水近似。3、沉积岩的硫同位素组成变化较大， δ³⁴S值幅度可达90‰。沉积环境对从其中沉淀形成的硫化物的δ³⁴S影响明显。在开发系统环境，由于细菌还原消耗的硫酸盐可从海水中通过扩散渗透作用而源源不断得到补充，从而由这种硫酸盐还原形成的硫化物的δ³⁴S相对稳定，一般比同期海水硫酸盐的δ³⁴S值低40～60‰。在封闭系统环境，还原消耗的硫酸盐组分到不得补充，随着还原作用进行，所形成硫化物的δ³⁴S逐渐升高。4、变质岩

变质沉积岩的硫含量一般只有沉积源岩的1/10，说明在变质过程中，发生了硫的逸出和再分配。由于变质过程中逸出的硫富集³⁴S，因而变质程度越高， δ³⁴S值趋于降低5、火成岩基性岩的δ³⁴S与陨石硫相似，酸性岩δ³⁴S变化很大，-13.4~+30.2‰，可能与岩浆多源成因有关。

1、H同位素制样1）还原法：将水样引入真空系统的冷阱内，样品被冷冻除气后，在反应炉内一定的温度条件下发生还原反应。常用的还原剂有U、Zn、Mg、Cu等。2）H2－H2O平衡法，是一种在铂催化剂存在的条件下用高纯度的氢气与水进行氢同位素平衡交换测定水中氢同位素组成的方法。

2、氧同位素制备

根据所分析的对象不同，氧同位素制备有如下几种方法。1）常量水样的CO₂－H₂O平衡法

适用于测定样品量较大的水样，基本原理是采样少量的CO₂与过量的水在恒温（25℃±0.5）条件下进行同位素交换反应。2）微量水样的BrF₅法和CO₂－H₂O高温平衡法①BrF₅法：BrF₅+H₂O→BrF₃+2HF+¹/₂O₂     (100℃)② CO₂－H₂O高温平衡法：与常温平衡法类似，但其反应温度一般>1000℃。3）硅酸盐氟氧化法

基本原理为氟气和卤氟化物(BrF₅,BrF₃等)可使含氧物质分解产生氧气，然后使氧和碳反应制成CO₂，供质谱分析。4）碳酸盐磷酸法，适用于测定碳酸盐矿物或岩石的C、O同位素组成。5）氧化物碳还原法，其原理是使纯碳(石墨)和含氧矿物在高温下反应，利用碳的还原作用先生成CO，然后转化成CO₂供质谱分析。

3、碳同位素制样

自然界中的碳可分为无机碳和有机碳，不管以什么形式存在，都要把它们转化为CO₂后才能供质谱分析。对于无机碳矿物一般采样磷酸法，对于有机碳或元素碳，将其在高温（1000℃）氧气流中燃烧，使之转变为CO₂气体。硫同位素制样，供质谱分析的硫同位素气体一般为SO2，也可采用SF6。对于不同样品采用不同方法。1）对硫化物，可采用如下几种方法：①直接氧化法：把纯的硫化物与氧化剂(CuO、V2O5、Cu2O、O2等)按一定比例混合，在真空系统中加热至1000℃，使硫化物转变为SO2。②间接氧化法：将硫化物与HCl反应生成H2S气体，在用醋酸镉吸收后加入AgNO3，形成Ag2S，然后用直接氧化法生成SO2。

③氟化法：以BrF5为氧化剂使硫化物转变为SF6供质谱分析。2）对硫酸盐采用：①直接还原法：把样品与氧化铜、石英粉按一定比例混合，在真空条件下加热到1120℃时，硫酸盐被还原转变为SO2。②还原－氧化法：采用HCl+H3PO4+HI混合酸还原剂，将硫酸盐还原成H2S，然后用间接氧化法制备SO2。

同位素分馏一般发生在以下几种不同的化学反应和物理过程中：1）在不同分子中某一元素的同位素发生再分配的同位素交换反应（双向反应）；2）反应速率取决于反应物和生成物的同位素组成的单向反应；3）蒸发、凝结、溶化和结晶、吸附和解吸，以及浓度或温度梯度引起的离子或分子的扩散等物理过程。

水中氢氧同位素的各种组合有：H216O、 H217O、 H218O、 HD16O、 HD17O、 HD18O、 D216O、 D217O、 D218O。